In
einigen Zonen ist der Basanit in der typischen Art eines
Sonnenbrenners verwittert.
Petrologie
Die
Petrologie der Ortenberger Gesteine wurde erstmals eingehend von
Blaschke (1965) untersucht und beschrieben. In den Erläuterungen
zur Geologischen Karte von Hessen, Blatt 5620 Ortenberg, beschreibt
Ehrenberg (1978) die Geologie und Petrologie der in diesem Gebiet und
speziell auch am Gaulsberg vorkommenden Vulkanite und Pyroklastite.
Vulkanite
Zwei Basalttypen kommen in Ortenberg nebeneinander vor. Ein mittel- bis grobkörniger Olivinbasalt und ein porphyrischer glasreicher Basanit finden sich im unmittelbaren Kontakt. Der Basanit ist in der Regel grobsäuliger ausgebildet als der Olivinbasalt. Die unterschiedlichen Gefüge und Ausscheidungsfolgen der Gesteinshauptbestandteile Pyroxen und Plagioklas können durch den unterschiedlichen Chemismus der Basalte auf Basis des Albit-Anorthit-Diopsid Phasensystem erklärt werden.
Oft durchdringen sich beide Gesteinsarten so, daß eine Basaltsäule beide Typen nebeneinander enthält. Daraus wurde gefolgert, daß zwei Magmenarten kurz nacheinander intrudierten und erstarrt sind (BLASCHKE 1965 ). Vermutlich ist der Olivinbasalt jünger als der Basanit.
In
einigen Zonen ist der Basanit in der typischen Art eines
Sonnenbrenners verwittert.
Die Mineralogie der Basalte wird durch übliche
hydrothermale Paragenesen bestimmt. Die Größe der
Blasenhohlräume im Basalt reicht von wenigen Millimetern bis zu
einem halben Meter. In kluftähnlich ausgebildeten Spalten sind
manchmal ganze Quadratmeter von Kristallen bedeckt. Die mit Abstand
häufigsten Mineralien sind hier Natrolith, Phillipsit, Calcit,
Mineralien der Montmorillonitgruppe und gelegentlich auch Apophyllit.
Pyroklastite
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Stellenweise sind bis zu mehrere 10m große Bereiche mit Schlottuffen aufgeschlossen. Hier sind vulkanische Auswürflinge, gefrittete Sandsteinbrocken und Stücke stark porösen Basalts durch Calcit und Zeolithe zu einem mehr oder weniger festen Gestein verbunden. Im Bereich der 2. und 3. Sohle überwiegen die Sandsteinanteile in den wenig verfestigten Tuffen. Auf der 4. und 5. Sohle fanden sich überwiegend Schlackentuffe mit wenig Fremdgesteinseinschlüssen und hohen Anteilen an milchig weißen oder gelb bis rotbraunen Calcitrhomboedern sowie Chabasit und seltener Offretit.
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An einigen Stellen fanden sich schlackige oder stark poröse Basalte, die nach EHRENBERG (1994) Teile der Dach- bzw. Sohlschlacken des Lavastromes sein könnten. Diese wurden zunächst im Vulkanoberbau abgelagert und erst durch spätere Absenkungsvorgänge in die unteren Schlotbereiche transportiert. Stark poröse, fast schwammig aussehende Basaltpartien führen überwiegend Montmorillonitminerale, Chabasit und gelegentlich Phillipsit und Offretit. Etwas dichtere Schlackenbasalte enthielten primär Phillipsit, Offretit sowie Aragonit und Montmorillonitminerale als spätere Bildungen.
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Nebengesteine und Fremdgesteinseinschlüße
Im östlichen Bereich der 2. und 3. Sohle stehen intensiv rote
oder gelbe Sandsteine der Volpriehausener Serie (smV,s) des mittleren
Buntsandsteins an. Im Kontaktbereich zum Basalt sind die Sandsteine
zu feinem Gruß entfestigt. Auch die Vulkanite sind in der
Kontaktzone sehr locker und oft zu tonigem Material zersetzt. Der
Sandstein selbst enthält keine erkennbaren Mineralbildungen.
Interessant ist der Steinbruch am Gaulsberg aber vor allem deshalb,
weil die von der basaltischen Schmelze eingeschlossenen
Sandsteinbrocken je nach ihrer Größe und dem
ursprünglichen Gehalt an Ton in verschiedenem Maße
gesintert bzw. aufgeschmolzen wurden und es so zu interessanten
Mineralneubildungen gekommen ist.
So
findet man in den Schlotbreccien nur wenig veränderte Sandsteine
mit Erhalt der ursprünglichen Struktur und Schichtung. In diesen
sind bislang keine mikroskopisch erkennbaren Mineralneubildungen zu
finden gewesen.
Einige Einschlüsse wurden zu quarzitähnlichen Gesteinen gesintert, in denen die ursprüngliche Kornstruktur noch deutlich erhalten geblieben ist und auch noch Hohlräume in den Kornzwickeln vorhanden sind. In Sandsteineinschlüßen dieses Typs konnten bislang Rhodesit sowie Paulingit und Erionit nachgewiesen werden.
Die
überwiegende Zahl der Einschlüße bis zu einer Größe
von etwa einem Meter wurde zu einem dichten Gestein umgeschmolzen.
Die Lagen- und Kornstruktur des Sandsteines ist dabei verloren
gegangen. Oftmals durchziehen dunkelgraue bis schwarze Schlieren das
porzellanartige, muschelig brechende Gestein. Xenolithe dieser Art
sind in der Regel frei von inneren Hohlräumen. In den
Kontaktzonen zum Basalt weisen sie aber oft Hohlräume mit
dichten Überzügen aus Apophyllit auf, sehr selten wurde in
den Kontaktzonen eine Paragenese mit Gmelinit beobachtet.
Große Xenolithe, mit einem Durchmesser von einem Meter oder darüber, sind oft aus polygonalen Säulen zusammengesetzt, die in Ihrer Form an Basaltsäulen erinnern. Die Ursache für diese Formen wird ähnlich wie bei der Bildung der Basaltsäulen in den besonderen Abkühlungsbedingungen beim Erstarrungsprozess zu sehen sein. Auf den gelegentlich leuchtend grünen Klüften zwischen solchen Säulen finden sich mitunter dichte Rasen von Klinoptilolithkristallen. Die Kerne der Säulen sind, im Gegensatz zu den Randbereichen, nicht immer dicht gesintert sondern oft noch bröseliger, wenig fester Sandstein.
In feinkörnigen bis dichten Partien sehr großer
Einschlüße wurden Paragenesen mit Phillipsit , Erionit ,
Paulingit, Klinoptilolith und anderen gefunden. Die verschiedenen
Formen der paulingitführenden Xenolithe werden bei diesem
Mineral genauer beschrieben .
